Cette recherche est associée aux thèmes d’investigation de la Zone Atelier Loire, CNRS‑INEE (Centre National de la Recherche Scientifique‑ Institut Ecologie et Environnement). Elle est soutenue par le programme de recherche AGES (Ancient Geomorphological EvolutionS) : Évolutions Géomorphologiques Anciennes de l’Hydrosystème Ligérien (coordination : Cyril Castanet, 2013‑2016) financé par l’Union européenne (FEDER), l’Agence de l’Eau Loire‑Bretagne (AELB) et l’Établissement Public Loire (EPL). Les auteurs tiennent à remercier la DREAL Centre‑Val de Loire (Direction régionale de l’environnement, de l’aménagement et du logement) pour la mise à disposition du MNT LiDAR, le BRGM (Bureau des Recherches Géologiques et Minières) et le CEREMA (Centre d’études et d’expertise sur les risques, l’environnement, la mobilité et l’aménagement) pour l’accès au fond documentaire (données sédimentaires).

1 – Introduction

1Les troncs subfossiles sont des éléments communs des dépôts alluviaux de plaine d’inondation et sont fréquemment identifiés au sein des formations sédimentaires tardiglaciaires et holocènes en France (Bravard, 1983 ; Striedter, 1988 ; Kowalski et al., 1990 ; Bravard et al., 1991 ; 1997 ; Larue, 1994 ; Tegel et al., 1999 ; Bruneton et al., 2001 ; Tegel, 2003 ; Berger et al., 2008 ; Carozza et al., 2014, 2015 ; Clocet, 2020), en Europe (Becker & Schirmer, 1977 ; Becker, 1980 ; Starkel, 1995 ; Kalicki & Krąpiec, 1995 ; Dzieduszynskaand & Petera‑Zganiacz, 2012) et en Amérique du Nord en contexte tempéré (Dionne, 2001, 2002 ; Guyette et al., 2008 ; Stambaugh & Guyette, 2009). S’ils sont souvent signalés dans la littérature scientifique, l’analyse des troncs subfossiles inclus dans les dépôts fluviatiles holocènes est rarement menée de manière systématique. En effet, elle soulève de nombreux problèmes en termes de reconstitution des dynamiques fluviales passées, liés aux modes de formation des gisements d’une part et à leur taphonomie particulière d’autre part (Kalicki & Krąpiec, 1995). Cependant, en dépit de ces réserves qui apparaissent de prime abord, les bois fossiles peuvent constituer une archive fluviatile de premier ordre. Outre le fait qu’ils participent à la constitution de référentiels dendrochronologiques et paléoclimatiques régionaux (e.g. Gottesfeld & Gottesfeld, 1990 ; Tegel et al., 1999 ; Le Roy et al., 2009 ; Büntgen et al., 2011), les troncs subfossiles sont susceptibles d’apporter une information décisive sur le fonctionnement des environnements fluviaux passés lorsqu’ils font l’objet d’une attention particulière (étude des environnements de sédimentation, intégration dans une chronostratigraphie, datation des bois, analyse de leur principales caractéristiques morphologiques…) (Carozza et al., 2015 ; Kalicki & Krąpiec, 1995). Il ressort notamment de ces travaux que :

2‑ Les bois subfossiles au sein des dépôts alluviaux holocènes connaissent une préservation différenciée en fonction des processus taphonomiques liés aux variations, à long et moyen termes, du niveau de la nappe mais également en fonction des essences, de la taille de l’arbre, du diamètre du duramen ainsi que de ses propriétés anatomiques et chimiques (Harmon et al., 2004). La surreprésentation des essences de chênes au sein des gisements de bois fossiles témoigne de cette préservation différenciée (Kowalski et al., 1990 ; Kalicki & Krąpiec, 1995 ; Tegel et al., 1999 ; Carozza et al., 2014, 2015), y compris au sein de la vallée du Cher (Clocet, 2020), alors que certaines essences pionnières comme le bouleau, le saule ou le peuplier sont plus rares bien qu’elles devraient théoriquement contribuer davantage à l’injection de bois morts dans les rivières par rapport à d’autres essences comme le pin ou le chêne (Sass, 2009). En conséquence, il est difficile de conclure à leur représentativité concernant la ripisylve holocène.

3‑ Outre une conservation différenciée en fonction de l’appartenance spécifique, les bois subfossiles sont susceptibles de connaître des épisodes de remaniements inféodés au dynamisme de l’environnement fluviatile. En témoignent des observations menées sur les bois actuels, à un pas de temps annuel ou pluriannuel, qui démontrent une redistribution spatiale des débris ligneux au sein de la bande active (Abbe & Montgomery, 1996 ; Gippel et al., 1996 ; Piégay & Gurnell, 1997 ; Piégay & Marston, 1998 ; Gurnell et al., 2002 ; Piégay, 2003 ; Abbe & Montgomery, 2003 ; Lassettre et al., 2008 ; Ruiz‑Villanueva et al., 2016 ; Wohl et al., 2018). En effet, hormis lorsqu’ils sont retrouvés in situ en position enracinée et/ou présentant peu de marques d’altération mécanique telles que la perte de l’écorce, de l’aubier, des racines et des branches (Kalicki & Krąpiec, 1995 ; Bruneton et al., 2001 ; Harmon et al., 2004 ; Dzieduszynskaand & Petera‑Zganiacz, 2012), la répartition spatiale des troncs subfossiles est le résultat d’un régime complexe impliquant différents modes d’injection, de transport, de stockage et de déstockage des bois (Wohl et al., 2019). Ainsi, ces derniers peuvent être enfouis et remobilisés par les courants à plusieurs reprises, si bien que des gisements associant des troncs subfossiles d’âges variés sont souvent observés et témoignent du remaniement des troncs, et/ou des alluvions dans lesquelles ils sont inclus, après une phase de stockage plus ou moins longue (Kalicki & Krąpiec, 1995). La complexité de la formation de ces assemblages de bois subfossiles (injection, enfouissement, stockage dans la plaine alluviale, déstockage, remaniement, réenfouissement) limite le potentiel de datation des bois pour connaître l’âge des formations sédimentaires qui les renferment. Néanmoins, le bois le plus jeune peut être interprété comme un jalon chronologique terminus post quem indiquant la date après laquelle les alluvions se sont déposées (Carozza et al., 2015; Kalicki & Krąpiec, 1995).

4‑ Cependant, malgré les limites mentionnées plus haut, les troncs subfossiles présentent un potentiel de reconstitution des paléoenvironnements complémentaire aux archives sédimentaires classiques. Kalicki & Krapiec (1995) ont ainsi montré que l’organisation spatiale des troncs au sein d’un gisement est contrôlée par des processus fluviaux qu’il est possible de reconstituer. Par exemple, un gradient spatial relatif à l’âge des troncs peut être interprété comme la conséquence de la migration latérale du chenal. De même, l’orientation des troncs est susceptible d’être associée à la direction d’un paléochenal, même si celui‑ci a été détruit par l’érosion ultérieure (Kalicki & Krąpiec, 1995). Enfin, les troncs subfossiles en position secondaire constituent l’un des rares moyens d’identification des phases de remaniement sédimentaire ou de hiatus érosifs du fait de la mobilisation de la charge de fond ou du retrait de berge (Carozza et al., 2015).

5À ce titre, ce sont des objets d’étude pertinents pouvant apporter une information innovante quant aux reconstitutions des dynamiques fluviales anciennes.

6Cette étude présente les observations menées sur un gisement de troncs subfossiles localisé dans la moyenne vallée du Cher. Il s’agit d’un assemblage de seize troncs dont quatre ont été datés par le radiocarbone. Des datations complémentaires réalisées sur les sédiments par Luminescence Stimulée Optiquement (Optically Simulated Luminescence) et par le radiocarbone permettent de mettre en regard l’âge de ces troncs avec celui des formations sédimentaires qui les contiennent.
À partir de ce corpus et, en dépit des nombreuses difficultés liées à ces objets d’étude, pouvons‑nous interpréter les troncs subfossiles contenus dans les sédiments de fond de vallée en termes de dynamique fluviale ? Si oui, de quels événements hydrologiques sont‑ils la signature et peuvent‑ils être associés à des événements extrêmes liés à des forçages climatiques ?

2 – Site d’étude

7Le Cher est un cours d’eau de taille moyenne, long de 368 km et drainant un bassin versant d’environ 14 000 km². Il prend sa source sur les contreforts du Massif Central à 710 m NGF (fig. 1). La haute vallée se singularise par des secteurs en gorges très encaissées (Garnier, 2000) dans des roches cristallines et métamorphiques (Larue, 1981). Il traverse ensuite les roches sédimentaires du sud du bassin de Paris jusqu’à sa confluence avec la Loire à Villandry (quelques kilomètres en aval de Tours) à 38 m NGF. Dans son compartiment moyen, il s’agit d’une rivière de plaine où la largeur de la vallée permet la formation de méandres dont la mobilité est aujourd’hui fortement contrainte par les aménagements hydrauliques historiques (Serna, 2013 ; Dépret, 2014 ; Dépret et al., 2015, 2017). Le gisement de Rozay (47°14’38’’N ; 1°56’58’’E) est situé quelques kilomètres en aval de Vierzon (fig. 1). A ce stade de son parcours, le Cher draine un bassin versant de 9070 km². Le module est de 60,9 m³.s^‑1 à la station de Selle‑sur‑Cher (Banque Hydro : http://www.hydro.eaufrance.fr/​). Le substratum géologique correspond à des terrains formés durant le Crétacé supérieur. Il s’agit des sables glauconieux dit « Sables de Vierzon » associés au Cénomanien inférieur, surmontés de marnes du Cénomanien supérieur et de formations d’altération composées d’argiles à silex. Ces terrains mésozoïques sont recouverts par des argiles à silex éocènes (Manivit et al., 1994).

8La plaine alluviale actuelle se compose de formations fluviatiles du dernier glaciaire et de l’Holocène et conserve l’empreinte de nombreux paléocheneaux (fig. 2) ayant fait l’objet d’une approche géomorphologique et géochronologique (Vayssière, 2018 ; Vayssière et al., 2019, 2020). Ces travaux ont permis d’identifier une métamorphose fluviale, enregistrée à la charnière entre le Tardiglaciaire et l’Holocène, caractérisée par une contraction de la bande active et l’abandon des chenaux secondaires (Vayssière et al., 2019). Grâce à la datation d’anciens chenaux sinueux dans deux secteurs d’étude, le méandrage actif est attesté depuis au moins 6000 cal BP et se maintient jusqu’au Moyen‑Âge central, qui marque la stabilisation du tracé en liaison avec de nombreux aménagements qui jalonnent le cours d’eau (Vayssière, 2018 ; Vayssière et al., 2020).

9Le gisement de troncs subfossiles de Rozay a été observé au sein de la berge concave d’un méandre actuel du Cher. Cette berge en érosion témoigne d’un retrait local, identifié au moins depuis 1950 (Dépret et al., 2017). Dans ce secteur, la largeur de la plaine d’inondation varie entre 1,7 et 2,8 km et l’épaisseur des formations alluviales évolue entre 4,5 et 5,5 m (fig. 2B) (Vayssière, 2018 ; Vayssière et al., 2020). Ces dernières sont majoritairement composées de sédiments peu cohésifs (sables et graviers), excepté à l’emplacement des anciens méandres dont les remblaiements se composent de sédiments fins (limon et argile) et organiques (tourbe, gyttja,...) (Vayssière et al., 2020). L’approche géochronologique et morphosédimentaire du fond de vallée montre que le gisement de Rozay se trouve au sein de la bande active à méandres de la seconde moitié de l’Holocène (fig. 2).

3 – Méthode

3.1 – Observations morphostratigraphiques

10L’érosion actuelle de la berge du Cher a donné accès à un affleurement naturel des alluvions anciennes. Le relevé stratigraphique a été effectué en septembre 2016 sur une longueur de 175 m et une hauteur de berge pouvant varier entre 2,5 et 3,1 m. Étant donnée la puissance des alluvions dans ce secteur, ce n’est donc que la moitié supérieure du comblement alluvial qui a pu être observée. Le profil topographique de la coupe a été recalé grâce aux données LiDAR acquises en 2009 et 2011 et mises à notre disposition par la DREAL Centre‑Val de Loire. Les observations ont été effectuées de façon continue dans la partie supérieure de la coupe. Cependant, le caractère très induré des sédiments exposés à l’air libre entrave parfois la lisibilité de certaines limites stratigraphiques. De façon plus ponctuelle, des observations ont été réalisées dans la partie inférieure de la coupe après un déblaiement manuel des éboulements qui masquent le pied de la coupe. Dix‑neuf coupes stratigraphiques concernant toute ou une partie de l’épaisseur des alluvions au‑dessus de la ligne d’eau ont été relevées en indiquant :

11les unités stratigraphiques (US) reconnues et leur épaisseur ;

• la couleur ;

• la texture ;

• la structure ;

• les inclusions ;

12les indices d’évolution post‑dépositionnelle.

13L’architecture sédimentaire a été décrite selon la terminologie de Miall (1996) reposant sur deux niveaux de description : (1) des éléments architecturaux majeurs caractéristiques des plaines d’inondation (ex : CH = paléochenal ; LA = dépôts d’accrétion latérale…) et (2) des lithofaciès associant la texture et la structure des unités stratigraphique (tab. 1).

3.2 – Analyses des troncs subfossiles

14Les seize troncs subfossiles ont été localisés au GPS et décrits de façon précise (orientation, présence de souches ou de branches, unités sédimentaires dans lesquelles ils sont inclus). Ils ont été positionnés dans la coupe stratigraphique (profondeur sous la surface et positionnement latéral au sein du linéaire de la coupe). Quatre classes d’orientation ont été retenues (catégorie A : E‑W ; catégorie B : S.SO‑N.N‑E ; catégorie C : SO‑NE ; catégorie D : SE‑NO).

3.3 – Marqueurs chronologiques

15Quatre troncs subfossiles ont fait l’objet de datation par le radiocarbone AMS (Accelerator Mass Spectrometry ‑ Spectrométrie de Masse par Accélérateur) en échantillonnant la partie la plus externe du tronc. Une datation radiocarbone supplémentaire a été réalisée sur des charbons prélevés dans un lit de macro‑dépôts charbonneux inclus dans les formations limoneuses sommitales (tab. 2). La calibration des âges a été effectuée avec Oxcal (https://c14.arch.ox.ac.uk/​oxcal.html, Bronk Ramsey, 2009) selon la courbe IntCal20 (Reimer et al., 2020).

16Par ailleurs, sept datations par la méthode OSL (Optically Simulated Luminescence – Luminescence Stimulée Optiquement) ont été effectuées (tab. 3). Les échantillons ont été collectés en enfonçant des tubes opaques en PVC dans la coupe (fig. 3). Pour permettre la caractérisation du débit de dose, des sédiments ont également été prélevés dans un rayon de 30 cm autour de chaque échantillon. Les mesures de la paléo‑dose ont été effectuées sur des minéraux de quartz en utilisant le protocole SAR (Single‑Aliquot Regenerative) (Murray & Wintle, 2000 ; Murray & Olley, 2002). Les analyses OSL permettent de mettre en regard l’âge des troncs obtenu par le radiocarbone avec l’âge des dépôts sédimentaires minéraux dans lesquels ils sont inclus.

4 – Résultats

4.1 – Âge des troncs subfossiles : un gisement hétérochrone

17D’après l’approche géochronologique, le gisement de Rozay présente des individus d’âges variés qui n’appartiennent pas tous à la même génération (tab. 4 ; figs. 4 & 5). En effet, les quatre âges radiocarbone permettent d’établir la chronologie de la mort des végétaux :

• Tronc 6 (fig. 4C) : 8330‑8040 cal BP ;

• Tronc 3 (fig. 4B) : 5744‑5598 cal BP ;

• Tronc 16 (fig. 4E) : 3578‑3451 cal BP ;

• Tronc 15 (fig. 4D) : 3391‑3235 cal BP.

18À ces marqueurs chronologiques, s’ajoute la datation par la méthode OSL des sédiments adjacents aux troncs 6 et 15 (fig. 3). Ainsi le tronc 6, daté à 8330 8040 cal BP, est inclus dans des sables fins limoneux datés à 2860 ± 249 cal BP. Le tronc 15, daté à 3391 3235 cal BP, est inclus dans des sables moyens et grossiers datés à 2170 ± 189 cal BP. Dans les deux cas, il existe un très grand décalage temporel entre la mort du végétal et l’enfouissement des sédiments adjacents. Ceci témoigne de hiatus érosifs, impliquant le déblaiement des alluvions anciennes éventuellement accompagnés du remaniement des macro débris ligneux, survenu entre 8330 8040 et 2860 ± 249 cal BP concernant le tronc 6 et entre 3391 3235 et 2170 ± 189 cal BP concernant le tronc 15.

4.2 – Contexte de sédimentation des troncs subfossiles

19La stratigraphie du gisement de Rozay comprend plusieurs thalwegs correspondant à des paléochenaux dont deux principaux, T1 et T2, abandonnés respectivement vers 2860 ± 249 cal BP et 5407 ± 469 cal BP (figs. 6 & 7). Ces deux bras morts sont adossés à un banc sableux (CS1). On observe également trois paléochenaux de taille plus modeste (T3, T4 et T5) reposant sur des formations sédimentaires plus grossières à sables, graviers et galets. D’après les datations OSL réalisées sur leur comblement, T3 et T5 ont fonctionné respectivement avant 2170 ± 189 cal BP et avant 1814 ± 145 cal BP. D’après la datation d’un tronc contenu dans son comblement, T4 a probablement fonctionné avant 3578‑3451 cal BP, cependant la possibilité d’un remaniement du bois rend cette chronologie plus incertaine. L’ensemble de ces éléments architecturaux est recouvert d’une couche de limons sommitaux (FF‑Fsm) (figs. 6 & 7). La datation de macro‑charbons prélevés dans ce corps sédimentaire à l’extrémité sud‑est de la coupe indique un âge historique (925‑785 cal BP) (fig. 7).

20Exceptés les troncs 1 et 2, tous les bois subfossiles ont été observés dans leur contexte de sédimentation répertorié dans le tableau 4.

21Les troncs 3, 4, 5, 6 et 7 sont inclus dans le paléoméandre T1. Ce dernier occupe la partie S‑E de la coupe (fig. 7). La berge concave est adossée au banc sableux CS1 et présente, à cet emplacement, des faciès de levée de berge (LV‑Fl) (fig. 7). Au cœur du paléochenal, des dépôts alternativement fins (argiles et limons organo‑minéraux) et plus grossiers (sables et graviers) ont été observées au niveau du log L17 (fig. 8). La base du comblement se compose de limons argileux organo‑minéraux sombres bleutés comportant des macro‑restes organiques (CH‑Fsm ; L17‑US8). Le colmatage se poursuit avec des limons argileux gris foncés homogènes évoluant vers des limons argileux encore plus foncés présentant des traces d’oxydation au sommet (CH‑Fsm ; L17‑US7). Des dépôts composés de sables limoneux, d’argile limoneuse puis à nouveau de sables limoneux (CH‑Sm ; CH‑Fsm ; L17‑US4, US5 et US6) sont observables au centre du paléoméandre T1 et traduisent des réactivations du paléochenal. L’ensemble du colmatage fin du paléochenal est surmonté d’une couche de sables et de graviers dans une matrice limoneuse (CH ou CS‑Gmm ; L17‑US2). Cette unité dénote une nouvelle phase de réactivation du bras mort.

22Les dépôts datés par OSL au niveau du log L15 indiquent que le paléoméandre commence à se combler aux alentours de 2860 ± 249 cal BP et que ce processus se poursuit au moins jusqu’à 2151 ± 173 cal BP. Le lit de charbons daté à 925‑785 cal BP inclus dans les limons sommitaux révèle qu’à cette date le paléoméandre T1 était complètement comblé. La datation par le radiocarbone des troncs 6 et 3 a fourni des âges plus anciens que les dépôts de paléochenal datés par OSL dans lesquels ils sont inclus, respectivement 8330‑8040 cal BP et 5744‑5598 cal BP. Ce décalage de plusieurs millénaires atteste du fait que les troncs subfossiles datés ont fait l’objet d’un déstockage et d’un remaniement avant d’être enfouis sous des alluvions déposées ultérieurement.

23Le tronc 8 semble être à l’interface entre le bras mort T1 et le banc sableux CS1. Les troncs 9, 10, 11 et 12 sont inclus dans le banc sableux CS1 (fig. 7). Le log L10 permet de caractériser la composition de ce banc sableux (fig. 8). À la base, se trouvent des sables, des graviers et des galets (GB‑Sl ; L10‑US3) (figs. 8 & 4F). C’est dans cette unité basale que sont observés les troncs 9, 10, 11 et 12 (fig. 7). Des sables beiges et orangés, organisés en lits subhorizontaux (GB‑Sl ; L10‑US2), surmontent cette unité grossière (fig. 8). Au sommet du banc sableux CS1, se trouvent des litages entrecroisés alternant des dépôts limoneux et des dépôts sableux (fig. 7). Ces derniers évoquent des processus d’accrétion sur les marges de la bande active. L’âge OSL obtenu à la surface du banc indique un enfouissement aux alentours de 2303 ± 172 cal BP. Cet âge constitue un jalon terminus ante quem concernant l’édification du banc sableux CS1.

24Le tronc 13 est localisé à l’interface entre le banc CS1 et le paléoméandre T2 (fig. 6). Le tronc 14 se trouve au cœur du bras mort T2 (figs. 6 & 8). La berge concave de T2 est adossée au banc sableux CS1, lui‑même surmonté par une levée de berge (LV‑Fl). Le relevé du log L8 a permis de caractériser finement une partie du comblement du paléoméandre T2 (fig. 8). En effet, l’interface entre le colmatage fin et les dépôts grossiers constitutifs du fond du chenal est localisée sous la ligne d’eau et, de ce fait, n’a pas pu être observée. La base du comblement analysé correspond à des limons organo‑minéraux gris foncés bleutés comportant des lits sableux subhorizontaux (CH‑Fl ; L8‑US7) surmontés d’un dépôt composé de sables moyens et grossiers (CH‑Sm ; L8‑US6). Ces lits de sables plus grossiers traduisent une reconnexion temporaire avec le chenal principal. Le paléochenal connaît ensuite une phase plus calme et devient le siège d’une sédimentation limono‑argileuse (CH‑Fsm ; L8‑US 5, 4 et 3). La séquence de comblement du paléochenal est recouverte par des dépôts de limons sableux orangés (CH‑Sm ; L8‑US 2) traduisant un retour à des écoulements plus compétents. Les âges OSL obtenus sur la séquence de comblement dénotent un processus de colmatage amorcé avant 5407 ± 469 cal BP et se poursuivant au moins jusqu’à 4862 ± 342 cal BP. Les troncs 13 et 14 n’étant pas datés, ils ne permettent pas de discuter ces âges OSL.

25Le tronc 15, daté à 3391‑3235 cal BP et le tronc 16, daté à 3578‑3451 cal BP, sont identifiés au sein de la partie NO de la coupe, adjacente au paléochenal T2. On observe des corps sédimentaires à sables, graviers, galets, voire à petits blocs, sous la forme de dômes (CS2 et CS3), alternant avec des paléochenaux (T3, T4 et T5) de gabarit inférieur à T2 et T1 (fig. 6). L’effondrement de la berge actuelle ainsi que le nombre plus réduit de logs stratigraphiques ne permet pas l’analyse fine des limites stratigraphiques dans ce secteur. Les données chronologiques acquises sur cette partie de la coupe ont fourni des âges plus récents que ceux du paléoméandre T2. La datation OSL des sédiments sableux à la base du log L5 permet de dater un enfouissement des dépôts aux alentours de 2170 ± 189 cal BP. La datation OSL du comblement du paléochenal T5, localisé le plus au N‑O, indique un âge de 1814 ± 145 cal BP (fig. 6). À titre d’hypothèse, ces formations sont interprétées comme des dépôts d’accrétion latérale formés dans la convexité du paléoméandre T2. Dans ce contexte, les paléochenaux T3, T4 et T5 correspondent à des réactivations des bras de chute localisés dans les dépôts de convexité, ce qui pourrait expliquer que les marqueurs chronologiques aient fourni des âges plus récents que l’abandon du paléoméandre T2.

26Le tronc 16 se trouve au centre du comblement sableux du paléochenal T4. Ce bois ayant pu être remanié et en l’absence de datation des sédiments encaissants, il ne donne pas d’information robuste quant à la datation de l’abandon de cet ancien chenal.

27Le tronc 15, daté à 3391 3235 cal BP, a été observé au sein de sables lités adjacents au paléochenal T3 (fig. 4D). Cependant, la comparaison avec l’âge des sédiments dans lesquels il est inclus (2170 ± 189 cal BP) montre un décalage de près d’un millénaire entre l’âge du bois et celui des sédiments.

28La catégorie A regroupe les troncs orientés O‑E (tab. 4). Elle comprend les troncs 1, 2, 4 et 14. La catégorie B associe les troncs orientés S.SO‑N.N‑E. Il s’agit des troncs 3, 8, 9, 10 et 11. Les catégories C et D regroupent seulement deux individus chacune. La catégorie C comprend les troncs 5 et 15 orientés SO‑NE. La catégorie D correspond aux troncs 6 et 15 orientés NO‑SE. Les troncs 11 et 12 n’ont pas été associés à une catégorie car leur orientation est unique au sein du corpus étudié.

29On note que les quatre troncs contenus dans le banc sableux CS1 appartiennent tous la catégorie B (tronc 8, 9, 10, 11), hormis le tronc 7. Cependant ce dernier se trouve à l’interface avec le paléoméandre T1 et a pu être remanié par ce dernier. On constate en revanche que les troncs contenus dans le paléoméandre T1 (tronc 3, 4, 5 et potentiellement 1 et 2) présentent des orientations variées (catégorie A, B, C et D) montrant que les bois ne semblent pas s’être organisés de manière homogène au sein de ce chenal.

5 – Discussion

5.1 – Conditions hydrologiques et hydrogéomorphologiques expliquant la localisation et l’agencement des troncs subfossiles de Rozay

30L’analyse du gisement de troncs subfossiles de Rozay met en évidence un ensemble hétérogène du point de vue des âges, des orientations et des environnements de sédimentation. Afin d’identifier les processus ayant présidé à la formation de ce gisement et de proposer des facteurs de contrôle nous avons mis en perspectives nos données avec les observations réalisées sur la distribution et sur l’organisation spatiale actuelle du bois mort dans des cours d’eau comparables à la moyenne vallée du Cher de la seconde moitié de l’Holocène (hydrosystème à méandres migrant dans une plaine alluviale plutôt faiblement cohésive) (Vayssière et al., 2020). Il est possible que ces cas décrits dans la littérature scientifique n’envisagent pas l’entière diversité des configurations potentielles, cependant l’abondance des références sur ce sujet offre un cadre solide permettant une première approche qui pourra être complétée par les recherches à venir.

31Concernant l’orientation des troncs, les travaux de Gippel et al. (1996), portant sur la distribution des macro‑débris ligneux (large woody debris) au sein d’un cours d’eau australien à méandres, montrent que 83 % des bois s’orientent dans le sens de l’écoulement avec la souche localisée à l’amont. Leurs mesures, effectuées sur 95 individus, montrent que la valeur médiane de cet échantillon correspond à 27° par rapport au sens de l’écoulement (0° étant complètement parallèle à l’écoulement avec la souche à l’amont et 180° étant parallèle au chenal avec la souche à l’aval). Cette étude vient corroborer l’approche rétrospective de Kalicki & Krąpiec (1995) menée sur les bois fossiles de la vallée de la Vistule (Pologne). Ils montrent que, à moins d’être enfouis rapidement sous les sédiments, les troncs s’alignent dans le sens du courant et que leur orientation est un indicateur fiable de la reconstitution des paléo‑écoulements.

32Cependant, cette observation peut être nuancée. Les travaux menés sur la distribution spatiale du bois mort montrent que la formation d’embâcles (large woody debris jams) mène à une plus grande diversité des orientations, en particulier celles des bois de taille plus modeste. En effet, les macro‑débris ligneux peuvent s’accumuler à la faveur d’obstacles localisés dans le lit mineur (Assani & Petit, 1995 ; Abbe & Montgomery, 1996 ; Maridet et al., 1996 ; Piégay & Gurnell, 1997 ; Le Lay & Piégay, 2007 ; Lassettre et al., 2008). Néanmoins, l’agencement des bois au sein des embâcles n’est pas aléatoire (Abbe & Montgomery, 1996). Parmi les types d’embâcles les plus stables, les auteurs distinguent tout d’abord les accumulations formées sur les bancs localisés à l’apex des méandres qui sont composées d’un tronc de grande taille orienté dans le sens de l’écoulement avec la souche à l’amont, de débris ligneux de taille plus modeste déposés perpendiculairement et d’éléments obliques orientés de 10 à 30° par rapport à l’écoulement. Ils identifient également des embâcles localisés à l’amont des bancs de convexité et qui se composent d’un ou deux troncs de grande taille orientés parallèlement au sens du courant et des débris de tailles variées accumulés en radiale.

33Ces observations sont cohérentes avec l’agencement des troncs subfossiles de Rozay. Les troncs subfossiles 8, 9 10 et 11, inclus dans le banc sableux CS1 (figs. 5 & 6) ont une orientation identique et ont donc bien été déposés (ou remaniés) par des écoulements de même direction avant 2303 ± 172 cal BP. Les troncs subfossiles 1, 2, 3, 4 et 5 présentent des orientations plus variées et alors qu’ils sont contenus dans le même paléoméandre T1. Ce dispositif est toutefois compatible avec la formation d’embâcles au pied de la berge au sein desquels les bois de taille plus modeste se seraient dégradés, ne laissant que les troncs de grand gabarit. Il en va de même pour le paléoméandre T2 où deux troncs d’orientation tout à fait différente (13 et 14) sont observés au niveau de l’ancienne berge. Ils pourraient être liés à la formation d’un ou de plusieurs embâcles à cet emplacement. Les autres corps sédimentaires (CS2, CS3, T3, T4 et T5) contiennent un ou aucun tronc subfossile, et ne permettent donc pas de mettre en regard leur orientation.

34Concernant les environnements de sédimentation des troncs subfossiles, il a été démontré que les débris ligneux actuels, lorsqu’ils sont remaniés, s’accumulent sur les marges du chenal actif, en particulier au sommet et à l’amont des bancs de convexité et des bancs médians localisés à l’apex des méandres (Abbe & Montgomery, 1996) et dans la concavité des berges (Keller & Swanson, 1979 ; Piégay & Marston, 1998 ; Lassettre et al., 2008), notamment là où la berge est orientée perpendiculairement par rapport à l’axe du courant (Piégay & Marston, 1998).

35Plus largement, Piégay & Gurnell, (1997) indiquent que les bois morts mobilisés pendant de grandes crues se déposent le long des axes de débordement (axes of overbank flows) où l’énergie de l’écoulement décroît brutalement. Au sein d’un hydrosystème à méandres comme le Cher de la seconde moitié de l’Holocène (Vayssière, 2018 ; Vayssière et al., 2020), le bois mort remanié pourrait donc avoir tendance à se stocker dans les chenaux de chute, dans les paléoméandres encore bien connectés avec le chenal principal, au sommet des bancs et à la tête d’éventuelles îles.

36Les troncs subfossiles du gisement de Rozay ont été principalement observés à la base des paléochenaux (3, 4, 5, 6, 14, 16 et éventuellement 7 et 13), au pied des anciennes berges des paléochenaux T1 et T2 ou inclus dans des bancs sableux (8, 9, 10, 11, 12 et 15). Ainsi, les troncs subfossiles inclus dans les paléoméandres T1 et T2 ont pu se déposer alors que ces derniers étaient en voie de déconnexion et ont éventuellement pu participer à accélérer le processus de recoupement. Le tronc observé au sein des dépôts sableux du petit paléochenal T4 est probablement le résultat de la réactivation des chenaux de chute. Les bois inclus dans le banc sableux CS1 ont pu se déposer alors que celui‑ci était en position de banc de convexité ou de banc médian. Aucun bois fossile n’a été identifié au sein des bancs plus grossiers (CS2 et CS3) ou au sein des formations limoneuses sommitales. L’absence de bois fossiles inclus dans les limons sommitaux s’explique par les caractéristiques de la plaine d’inondation comme environnement de sédimentation. En effet, l’accumulation primaire de bois morts y est probablement très faible du fait des écoulements de faible énergie ne pouvant pas remanier des macro‑débris ligneux. Mais surtout ce milieu se caractérise par des conditions de conservation très défavorables aux bois morts sur le temps long (vitesse d’enfouissement très lente, milieu très oxygéné…).

5.2 – Formation des gisements de troncs subfossiles et facteurs de contrôle

37L’injection de macro‑débris ligneux dans les cours d’eau est contrôlée par de multiples facteurs. Il peut s’agir de la senescence de l’arbre, du retrait de berge et d’événements hydrologiques (grandes crues), climatiques (tempêtes, incendies) ou anthropiques (défrichements par le feu) (Bilby & Bisson, 1998 ; Piégay, 2003 ; Le Lay & Piégay, 2007 ; Sass, 2009 ; Ruiz‑Villanueva et al., 2016). Parmi ces facteurs, la migration latérale est particulièrement favorable à la fourniture des bois de grande taille car les zones érodées (les berges concaves) sont végétalisées par une forêt mature (Citterio, 1996 ; Piégay, 2003). Ces processus d’érosion des alluvions anciennes amènent également à la remobilisation des troncs subfossiles dont l’enfouissement a permis le stockage, parfois pendant plusieurs millénaires (Kalicki & Krąpiec, 1995 ; Carozza et al., 2014, 2015). Ces bois subfossiles, réincorporés dans le cours d’eau, viennent s’ajouter aux bois « jeunes » issus de l’injection directe depuis la ripisylve et contribuent à la formation de gisements hétérochrones. Les recherches menées antérieurement sur la vallée du Cher ont mis en évidence un remplissage de la plaine alluviale majoritairement sableux, associé à de nombreux paléoméandres dont les recoupements sont datés entre 6000 et 700 cal BP, témoignant d’un méandrage actif durant la seconde moitié de l’Holocène (Vayssière et al., 2016, 2020 ; Vayssière, 2018). L’injection et le déstockage de bois durant cette période semblent donc cohérents avec la formation d’un gisement associant des troncs remaniés datés du premier Holocène (tronc 6) et des bois plus récents, contemporains du méandrage (troncs 3, 15 et 16).

38Il convient cependant de distinguer les facteurs de contrôle qui introduisent des bois de manière continue et les événements paroxystiques à l’origine de l’injection d’une grande quantité de bois pendant une courte période comme les tempêtes, les incendies ou les crues exceptionnelles. En effet, la mort physiologique des végétaux constitue un facteur d’incorporation de bois qui a peu de chance de varier dans le temps (Sass, 2009). Les ajustements morphologiques du cours d’eau (élargissement du chenal et migration latérale) favorisent l’injection de bois (Piégay & Marston, 1998 ; Piégay, 2003 ; Lassettre et al., 2008 ; Carozza et al., 2015) de manière continue lorsque ces processus correspondent à des temporalités longues (potentiellement millénaires). Cependant, ces processus sont susceptibles de se stabiliser et leur l’intensité peut varier dans le temps. En effet, l’incorporation de bois mort dépend de la magnitude, de la fréquence et de la durée des crues qui provoquent le retrait de berge et le transport des troncs stockés en amont (Piégay & Gurnell, 1997 ; Piégay, 2003 ; Ruiz‑Villanueva et al., 2016).

39Afin de discuter l’origine possible des troncs subfossiles du gisement de Rozay, nous avons comparé l’âge des bois datés avec des phases d’activité fluviale plus intenses enregistrées dans le bassin de la Loire et du Rhône (Castanet, 2008 ; Berger et al., 2008 ; Castanet et al., 2015), avec les hauts niveaux lacustres mentionnés par Magny (2004) et avec les changements climatiques globaux de l’Holocène (Rapid Climate Changes – RCC) identifiés par Mayewski et al. (2004) (fig. 9). En effet, les élévations du niveau des lacs peuvent être interprétées comme des périodes au bilan hydrologique excédentaire et certains RCCs ont pu favoriser l’occurrence d’événements hydrologiques fréquents et de haute magnitude. En l’état, cette démarche ne permet pas d’établir des relations de cause à effet mais elle permet de proposer des pistes de réflexion. Tout d’abord, l’injection du tronc 6 (8330‑8040 cal BP) présente une bonne correspondance avec l’épisode E6 (8700‑7700 cal BP) de hautes fréquence et intensité des crues de la Loire (Castanet, 2008 ; Castanet et al., 2015), avec l’épisode 12 de transgression lacustre (8300‑8050 cal BP), bien identifiée en particulier aux lacs d’Annecy et de St‑Jorioz (Épisode 12‑Le Locle, Magny, 2004) et enfin avec le RCC 6 (9000‑8000 cal BP) (Mayewski et al., 2004). Ce dernier est associé avec un refroidissement général dans la partie Nord de l’Atlantique (Mayewski et al., 2004 ; Alley & Ágústsdóttir, 2005) pouvant avoir causé des crues de printemps de très forte magnitude dues à une débâcle glaciaire à ces latitudes. Cet épisode correspond également à un renforcement des vents d’ouest (Mayewski et al., 2004) pouvant être à l’origine du passage plus fréquent de perturbations sur l’Europe occidentale et donc de précipitations plus abondantes. L’injection du tronc 3 (5744‑5598 cal BP), en revanche, ne correspond pas à un épisode de crues plus intenses identifié dans la Loire orléanaise. Cependant, elle intervient au commencement d’une phase de transgression lacustre (Épisode 9‑Chalain, 5650‑5200 cal BP, Magny, 2004) et durant le RCC 5 (6000‑5000 cal BP) correspondant à l’occurrence de radeaux de glace dans la partie nord de l’Atlantique, à un renforcement des vents d’ouest dans cette même zone et à une avancée des glaciers alpins (Mayewski et al., 2004). Enfin, l’injection des troncs 15 et 16 (3391‑3235 et 3578‑3451 cal BP, respectivement) intervient à la terminaison d’une période de haute fréquence des crues enregistrée dans la Loire orléanaise (Épisode 4, 4450‑3550 cal BP, Castanet, 2008 ; Castanet et al., 2015), durant un cycle de forte activité hydrologique identifié dans le haut bassin rhodanien (Épisode 11, 3320‑3620 cal BP, Berger et al., 2008), durant un épisode de transgression d’après le niveau des lacs jurassiens et nord‑alpin (Épisode 6‑Pluvis, 3500–3100 cal BP, Magny, 2004) et au commencement du RCC 3 (3500‑2500 cal BP) similaire au RCC 5 (Mayewski et al., 2004).

40Au‑delà du seul facteur climatique, les défrichements anthropiques par les incendies sont susceptibles de fournir du bois mort, soit de manière directe lorsque ces incendies touchent la ripisylve (Ruiz‑Villanueva et al., 2016), soit de manière indirecte lorsque les défrichements par le feu modifient la couverture végétale à l’échelle du bassin versant, entraînant des flux hydriques dominés par le ruissellement et des pointes de crues accentuées. Dans la moyenne vallée du Cher, les défrichements par le feu durant l’Holocène sont identifiés à partir du Néolithique final, entre 5150 et 4500 cal BP, et durant la période ultérieure (Vannière & Laggoun‑Defarge, 2002 ; Vannière & Martineau, 2005). Cependant, l’injection des troncs étudiés ne semble pas contemporaine de ces phases de défrichements anthropiques (fig. 9). L’érosion latérale par des méandres actifs dans une plaine densément végétalisée à ces périodes anciennes est probablement l’origine principale des flux de bois.

41Finalement, les troncs subfossiles du gisement de Rozay présentent une bonne correspondance avec des facteurs hydro‑climatiques susceptibles d’avoir généré des crues fréquentes et de plus grande magnitude, favorisant ainsi un méandrage actif. La corrélation avec des facteurs de contrôle anthropiques apparaît moins satisfaisante, mais la connaissance encore lacunaire des changements de modes d’occupation des sols dans le bassin du Cher ne permet pas d’exclure totalement ce facteur de contrôle. Néanmoins, tant pour les facteurs de contrôle d’ordre hydro‑climatique que pour ceux d’ordre anthropique, le faible nombre d’individus datés appelle à la prudence et plus de datations seraient nécessaires pour obtenir une corrélation robuste.

42Afin de tenter de distinguer le processus d’incorporation continue et des phases d’injection liées à des facteurs de contrôle externes, climatiques principalement, nous avons mis en regard l’âge des troncs subfossiles de Rozay avec d’autres individus identifiés au sein des dépôts alluviaux holocènes de la vallée de la Garonne, du haut bassin du Rhône, de la vallée de la Meurthe et de l’Indre (Rieucau, 1971 ; Bravard, 1983 ; Bourgeat et al., 1984 ; Kowalski et al., 1990 ; Bravard et al., 1991, 1997 ; Larue, 1994 ; Berger et al., 2008 ; Carozza et al., 2014, 2015 ; Kildéa et al., 2019). En l’état, cette démarche ne permet pas de distinguer un phasage manifeste concernant l’injection des bois à l’échelle de l’ensemble des cours d’eau étudiés (fig. 9 et tab. 5). Cependant, nous nous devons de souligner que le faible nombre d’individus considérés (44) et leur inégale répartition au sein des différents systèmes fluviaux (24 individus pour le haut bassin du Rhône, 2 dans la vallée de la Meurthe et un unique individu dans la vallée de l’Indre) limitent le potentiel de reconstitution de cette approche. Ce constat tend également à souligner le fait que, bien que des troncs subfossiles soient parfois identifiés et datés, ils se trouvent très rarement au cœur de l’approche des géomorphologues de l’Holocène, limitant ainsi la construction d’un référentiel fiable. Cette démarche constitue l’une des pistes d’étude qui pourrait permettre de distinguer le signal de fond, correspondant à l’injection continue de bois dans les cours d’eau, des phases d’injection plus intenses à l’échelle régionale.

6 – Conclusion

43Le gisement holocène de troncs subfossiles de Rozay constitue donc un assemblage hétérogène du point de vue de l’âge des bois, de leur orientation et de leur contexte de sédimentation. En dépit de cette complexité apparente, les nombreuses observations effectuées, à l’échelle de la coupe et à l’échelle du tronçon de la vallée, permettent de reconstituer particulièrement finement l’agencement morphosédimentaire du gisement. Cependant, le fait que l’ensemble des troncs n’ait pas été datés rappelle que le site n’a pas pu être exploité entièrement et laisse entrevoir le potentiel de l’étude systématique des bois subfossiles en termes de reconstitutions paléoenvironnementales. Ainsi, plusieurs éléments se dégagent de cette étude.

44(1) Tout d’abord, il est manifeste que certains troncs subfossiles ont été remaniés et transportés par le courant en raison de l’association de bois d’âges différents au sein d’un même élément architectural (comblement de paléochenal ou banc) et du décalage, parfois de plusieurs millénaires, entre l’âge du matériel ligneux et celui des sédiments dans lesquels il est inclus. Ces remaniements sont interprétés comme des hiatus sédimentaires et comme l’occurrence de crues de fréquence et de magnitude suffisante pour, dégager les alluvions anciennes et remobiliser des débris ligneux, parfois de très grande taille, précédemment enfouis. Ces interprétations sont cohérentes avec les marqueurs d’un méandrage actif attesté au moins depuis la seconde moitié de l’Holocène (Vayssière, 2018 ; Vayssière et al., 2020).

45(2) Ensuite, la mise en perspective avec des analogues actuels (recherches portant sur la redistribution des débris ligneux dans les cours d’eau contemporains) a montré des zones préférentielles de dépôts cohérentes avec les observations menées au sein du gisement de Rozay. En effet, les contextes de sédimentation des débris ligneux ne relèvent pas du hasard puisque ces derniers sont principalement observés aux pieds des anciennes berges, au sein de banc sableux, mais aussi au niveau des zones de débordement (chenaux de chute, paléoméandres encore bien connectés avec le chenal actif).

46(3) Enfin, l’identification d’un phasage régional concernant l’injection de troncs dans les cours d’eau s’avère délicate et doit être prise avec précaution en l’état des recherches, principalement en raison du nombre d’individus étudiés qui demeure limité. Cependant, les troncs subfossiles du gisement de Rozay semblent contemporains d’indicateurs hydro‑climatiques pouvant se présenter comme des facteurs de contrôle probables, à même de favoriser la mobilité latérale du cours d’eau. Cette observation laisse entrevoir le potentiel de l’injection des troncs subfossiles pour reconstituer le retrait de berges au sein des systèmes à méandres anciens. Néanmoins, les causes à l’origine de l’incorporation de macro‑débris ligneux dans les cours d’eau étant multiples (mort physiologique du végétal, ajustement morphologique du cours d’eau, incendies, grandes crues, tempêtes, …), l’attribution à un facteur unique demeure souvent une gageure et nécessite une bonne connaissance des environnements passés.